Гольдберг В.М., Скворцов Н.П. Проницаемость и фильтрация в глинах

Подождите немного. Документ загружается.

^д^мкм

6d,MKM

7^, мкм

Рис. 13. Кривые дифференциального распределения средних размеров пор в глинах:

Образцы (см. табл. 6): а - 2 (Пушкино), 6"

—

1 (Пушкино), е — 1 (Друкшай);

г. Юрмала: г

—

1, д

—

34 (для перпендикулярной поверхности), а

—

34 (для парал-

лельной поверхности)

Образец

2. Ориентация структурных элементов отсутствует. Конфигу-

рация пор различная. Форма частиц листообразная с округлыми, либо

неровными краями. Поровое пространство образца слагается из межчас-

тичных и межагрегатных пор. Размер пор изменяется от 0,25 до 12 мкм,

размер частиц и микроагрегатов

—

от 0,5 до 20 мкм. Средний размер час-

тиц 1—3 мкм. Поровое пространство представлено в основном порами

размера от 0,25 до 1,5 мкм. Общая пористость образца на микроуровне

составила 43 %. Анизотропия распределения пор по размерам, общей

пористости и ориентации структурных элементов отсутствует.

Кривая дифференциального распределения средних размеров пор по-

рового пространства образца 2 приведена на рис. 13, а. Кривые распреде-

ления для параллельной и перпендикулярной поверхностей получились

одинаковыми. Ориентация частиц по данным рентгеновского анализа

хорошая (К, = 1,77; К

=1,7).

Образец

1. Частицы и микроагрегаты образца ориентированы. Об этом

же свидетельствуют текстурные показатели, полученные рентгеновским

методом (см. табл. 6). На микроснимках частицы параллельной поверх-

ности лежат в основном горизонтально, перпендикулярной

—

вертикаль-

но.

Конфигурация пор и частиц различная. Имеются включения песчаных

и пылеватых зерен. Поровое пространство образца слагается из межчас-

тичных и межагрегатных пор. Размер пор изменяется от 0,25 до 8 мкм,

размер частиц и микроагрегатов — от 0,5 до 10 мкм. Средний размер

частиц 1—3 мкм. Поровое пространство образца представлено в основном

порами размера от 0,25 до 2 мкм.

Общая пористость образца составила 50

Кривая дифференциального

распределения средних размеров пор порового пространства образца 1

приведена на рис. 13, б. Распределения для параллельной и перпендику-

лярной поверхностей оказались идентичными.

Образец 1 (Друкшай). Топография поверхности образца очень сильно

меняется от точки к точке. Структура агрегированная, имеются включе-

ния.

Ориентация структурных элементов отсутствует. Конфигурация

пор различная. Форма частиц листообразная. Частицы образуют микроаг-

регаты и агрегаты различной формы. Поровое пространство на мезоуровне

представлено межагрегатными порами. Поровое пространство микроуров-

ня слагается из межчастичных и межмикроагрегатных пор. Размер агрега-

тов достигает 100—150 мкм. Поровое пространство на микроуровне пред-

ставлено в основном порами размера от 0,25 до 1,5 мкм. Общая порис-

тость образца на микроуровне составила 53 %.

Кривая дифференциального распределения средних размеров пор по-

рового пространства образца

(Друкшай) приведена на рис. 13, е.

Отсутствие ориентации на микрофотоснимках не подтверждается рент-

геновскими данными, где коэффициенты ориентации К,, К

, К

достаточ-

но высоки. Эти коэффициенты являются статистически усредненными

по объему образца, а не точечными, как в микроскопии. Поэтому наличие

упорядоченной текстуры в этом образце однозначно.

Образец

1 (Юрмала). Структура образца агрегирована и представлена

в основном микроагрегатами размером от 5 до 30 мкм. Имеется преиму-

щественная ориентация микроагрегатов в параллельной плоскости.

Рентгеновские коэффициенты ориентации (К, = 1,17; К

= 1,1; К

= 1,8) также свидетельствуют об этом. Конфигурация пор и микро-

агрегатов различная. Поровое пространство представлено межмикроагре-

гатными порами. Наиболее часто встречающийся размер пор от 1 до

4,5 мкм. Общая пористость образца составила 55 %.

Анизотропия распределения пор отсутствует. Кривая дифференциаль-

ного распределения средних размеров пор порового пространства образца

приведена на рис. 13, г. Кривые распределений для параллельной и перпен-

дикулярной поверхностей аналогичны.

Образец

34 (Юрмала). В ориентации частиц и микроагрегатов имеется

некоторая упорядоченность, преобладает ориентация в параллельной плос-

кости.

Ренгеновские характеристики составляют: Ki = 1,40; К

= 1,40;

= 1. Конфигурация пор и частиц различная. Размеры пор изменяются

от 0,25 до 12 мкм, частиц и микро-

агрегатов — от 0,5 до 15 мкм.

Порово£ пространство представ-

лено в основном порами размером

0,3—1,5

мкм.

Общая пористость образца сос-

тавила (в

%):

для параллельной по-

верхности 50; перпендикулярной

—

46.

Имеется некоторая анизотропия

и в распределении.пор по размерам.

Поровое 'пространство перпендику-

лярной поверхности представлено

большим числом пор размером от

0,25 до 1,5 мкм. Кривые диффе-

ренциального распределения сред-

них размеров пор порового прос-

транства образца 34 (Юрмала)

при-

ведены на рис. 13, д, е.

Образцы-

5, 56, 5г. Образцы 56

и 5г подвергались фильтрационным

Рис. 14. Кривые дифференциального

распределения средних размеров пор

глины до С) и после (2,3) фильтраци-

онных испытаний образцов.

Образцы (см. табл. 6): / — 5 (фоно-

вый) ,

2 -

5г,

3 - 56.

испытаниям, образец 5 использовался в качестве фонового.

Ориентация структурных элементов образцов по данным микрофо-

тоснимков отсутствует. Конфигурация пор и частиц различная. Поровое

пространство образцов слагается из межагрегатных и межчастичных

пор.

Размеры пор изменяются от 0,25 до 15 мкм, частиц и микроагрега-

тов

—

от 0,5 до 20 мкм. Средний размер частиц 2—5 мкм. Наиболее часто

встречающийся размер пор

0,25—2

мкм.

Анизотропия распределения пор по размерам, общей пористости и

ориентации структурных элементов для каждого образца отсутствует.

Общая пористость образцов составила (%): для образца 5

—

50; 56

—

46;

5г - 47.

Кривые дифференциального распределения средних размеров пор

порового пространства этих образцов приведены на рис. 14.

Анализ кривых дифференциального распределения средних размеров

пор порового пространства показал, что в образцах 56 и 5г по сравнению

с образцом 5 произошло увеличение содержания пор диаметром от 0,25

до 1,5 мкм и уменьшение пор размером от 2 до 5 мкм. Доля более мел-

ких пор (0,25-1,5 мкм) увеличилась с 75 для образца 5 до 87 % для

образца 56 и 83

для образца 5г.

Исходя из данных общей пористости и анализа кривых распределения,

можно сделать вывод: поровое пространство образцов, подвергнутых

фильтрационным испытаниям, претерпело некоторое сужение объема.

При этом текстурные показатели Pool» Kj, K

, К

для образца 5г

сви-

детельствуют об упорядочении текстуры, а для образца 56

—

о ее сохране-

нии или даже некотором ухудшении упорядоченности. Данные определе-

ния размеров пор глинистых пород и результаты анализа этих определений

приведены в табл. 7.

Таблица 7

Результаты исследования перового пространства глинистых образцов

Номер

образце

1 (Пушкино)

1 (Друкшай)

1 (Юрмала) .

5г

Глубине

отбора, м

140

550

227

911

Общая по-

ристость, %

Преобладаю-

щий размер

пор,

мкм

0,25-1,5

0,25-2

0,25-1.5

1-4,5

0,3-1,5

0,25-2

Доля преоб-

ладающих

пор,

Доля пор ди-

аметром

мкм,

Размеры пор по большинству исследованных образцов меняются от

0,25 до 5-6 мкм, а по образцу 1 (Юрмала)

—

даже по 15 мкм. Преобла-

дающие размеры пор составляют от 0,25 до 2 мкм; по образцу 1 (Юр-

мала) - от 1 до 4.5 мкм. На долю этих пор приходится от 73 до 91

об-

щей пористости.

В то же время

доля

относительно крупных пор d > 3 мкм составляет

от 7 до 13

общей пористости и только в образце (Юрмала) эта доля дос-

тигает 70 %. Если

не.

учитывать этот "аномальный" образец, то приближен-

но можно считать (по исследованным образцам), что на долю крупных

пор падает не более 10

общей пористости. Если общая пористость образ-

цов составляет 43—55 %, а в среднем 49 %, то пористость, обусловленная

крупными порами, не превышает 5 %. Размер частиц, агрегатов и бло-

ков варьирует от 0,5 до 20 мкм, в некоторых образцах встречаются еще

более крупные агрегаты (100-150 мкм).

Анализ микростроения и порового пространства образцов 1 и 34 (Юр-

мала),

взятых с разных глубин, показал, что средний размер частиц и аг-

регатов в образце 34 значительно меньше (0,5—15 мкм), -чем в образце

1 (от 5 до 20*30 мкм). Текстура по данным рентгеновского анализа

(см.

табл. 6) более упорядоченная. В образце 34 чаще встречаются поры

более мелкие (0,3—1,5 мкм), чем в образце 1 (1—4,5 мкм), что также

свидетельствует об упорядоченности строения породы с ростом глубины.

Интересно также отметить, что если в образце 1 доля пор d > 3 мкм

составляет примерно 70 %, то в образце 34 она снижается до 13 %.

Фильтрация через образцы в условиях переменных температур привела

к некоторому изменению порового пространства, а именно: произошло

увеличение числа мелких пор за счет уменьшения крупных. Так, доля

преобладающих пор размером

0,25-2

мкм от 83 % в фоновом образце 5

возросла до 91 % в образцах 56 и 5г, подвергшихся фильтрационным ис-

пытаниям. Соответственно доля более крупных пор (С > 3 мкм) умень-

шилась в них от 10 до 6 %.

Таким образом, применение рентгеновских и электронномикроскопи-

ческих методов позволяет дать интересную информацию по такому слож-

ному вопросу, как структура порового пространства глинистых пород.

ВЛИЯНИЕ ТРЕЩИН НА ПРОНИЦАЕМОСТЬ ГЛИН

В настоящее время вопрос о трещиноватое™ глин и роли трещин в

проницаемости глинистых пород мало изучен и в значительной степени

дискуссионен. Вместе с тем, учитывая очень низкие фильтрационные

свойства глин, часто высказываются соображения относительно того,

что проницаемость глин в массиве обусловлена главным образом нали-

чием в них макро- и микротрещин.

При рассмотрении этого вопроса прежде всего необходимо выделить

два основных аспекта: во-первых, следует выяснить особенности разви-

тия и характер трещиноватости в глинах и, во-вторых, оценить роль

трещинной проницаемости в общей проницаемости глинистых толщ.

С этими обстоятельствами непосредственно связана оценка достоверности

определения параметров перетекания при использовании различных

методов гидрогеологических исследований и, в частности, достоверности

и представительности лабораторных определений проницаемости глинис-

тых пород.

Как отмечалось в работах [12,14], напряжения, испытываемые слабо-

проницаемыми глинистыми породами в естественных условиях и в резуль-

тате хозяйственной деятельности человека и вызванные этими напряже-

ниями деформации горных пород, и в особенности глинистых, могут

при-

водить к возникновению зон повышенной проницаемости. В большинстве

случаев возникновение этих зон приурочивается к сводовым частям

положительных структур и обусловливается формированием в глинах

макро- и микротрещиноватости. Способность глин к формированию

трещиноватости и наличие в глинах макро- и микротрещин позволяет

предполагать, что в определенных условиях процесс фильтрации в разде-

ляющих глинистых слоях происходит по схеме гетерогенной системы,

состоящей из слабопроницаемых блоков и относительно высокопрони-

цаемых трещин.

Возникновение крупных трещин, как правило, связано с тектоничес-

кими процессами. Проницаемость этих трещин значительно выше прони-

цаемости монолитного глинистого блока и при наличии таковых их роль

в процессах перетекания и вертикального водообмена очевидна. Однако

необходимо отметить, что трещиноватость в глинах (главным образом

макротрещиноватость) и трещиноватость в скальных породах

—

это раз-

ные понятия. Трещины в глинах

—

это ослабленные (по прочностным по-

казателям) зоны с нарушенной структурой, литологически и фациально

представленные той же тонкодисперсной глинистой фракцией, иногда

перемешанной с песком. С глубиной, а, следовательно, и с ростом геоста-

тических давлений роль этих трещин в процессе вертикального водообме-

на будет снижаться. В связи с этим вывод о гетерогенной схеме фильтра-

ции относится главным образом к верхней части разреза. О резком сниже-

нии трещиноватости глинистых пород с глубиной свидетельствуют данные

ряда авторов, изучавших пространственную закономерность распростра-

нения трещин в валунных глинах. Но в целом глины оказываются наибо-

лее трещиноватыми по сравнению с другими породами. Можно также

отметить, что глинистые примеси в карбонатных породах способствуют

увеличению густоты трещин: глинистые известняки интенсивнее разбиты

трещинами, чем их чистые разности.

Значительное развитие в глинах получают микротрещины, обусловли-

вающие прочность глинистых пород и в определенной степени влияющие

на их фильтрационные свойства. Природа возникновения микротрещино-

ватости в глинах может быть различной. Микротрещиноватость в глинис-

тых породах (аргиллитах) прослеживается на глубину до 4 км. Проявле-

ние трещиноватости на столь больших глубинах объясняется эффектом

гидроразрыва под действием тектонических напряжений, при этом тре-

щины заполнены вторичным материалом

—

кальцитом.

По Н.Я. Денисову [12], возникновение микротрещин в глинах проис-

ходит в тех случаях, когда в глинах имеются зародыши таких микротре-

щин.

Наличие этих нарушений может не отражаться на механической проч-

ности глинистых пород, однако проникновение молекул воды в зароды-

шевые микротрещины будет сопровождаться их развитием в силу прояв-

ления расклинивающего действия тонких пленок воды, как это установил

Б.В. Дерягин.

На формировании микротрещин сказываются попеременное усыхание

и увлажнение, изменение температурного режима и напряженного состоя-

ния глинистых пород. Наличие микротрещин в глинистых породах связано

с морфологией порового пространства. Анизотропия порового простран-

ства приводит к анизотропии прочностных свойств и нарушению связей

между глинистыми агрегатами. Установлено, что развитие микротрещин

зависит от ориентации глинистых частиц (параллельная или структура

карточного домика), химического взаимодействия минеральных зерен с

водой,

влияния наличия растворимых солей и цементирующих добавок.

Исследуя механизм трещинообразования и сопротивления связанных

грунтов растягивающим усилиям Б.Ф. Рельтов [39] показал, что при

возникновении растягивающих напряжений нарушается термодинами-

ческое состояние системы: твердая, жидкая и газовая фазы. Вследствие

этого может возникать миграция влаги в зону растягивающих напряже-

ний,

обусловливающая релаксацию этих напряжений и пластические

деформации в зоне растяжения. В зависимости от соотношения между

скоростями нарастания растягивающих напряжений-

релаксации процесс

трещинообразования может происходить хрупко .либо сопровождаться

пластическим течением различной деятельности. При этом важнейшими

факторами, обусловливающими прочность глин, являются количество

контактов в единице объема и силы взаимодействия между структурными

элементами, компоненты которых имеют различную природу. Сопротив-

ление глин растягивающим усилиям и соответственно их предрасположен-

ность к трещинообразованию зависит также от толщины водных слоев

в контактах, изменяющейся в зависимости от плотности и влажности

грунта. 'С близких позиций к вопросу механизма трещинообразования

в глинах подходит С.С. Вялов [24]. Предлагаемая им физическая теория

деформирования и трещинообразования основывается на процессах

микроструктурных изменений в глинах. Установлено, что при нагружении

глин происходит, с одной стороны, перекомпоновка и переориентация

частиц, с другой — нарушение межчастичных связей, возникновение и

развитие микротрещин, полостей и других дефектов. Нарушение связей

и развитие трещин снижает прочность глин- Однако одновременно с этим

протекают и процессы упрочнения, обусловленные "залечиванием" старых

трещин и возникновением новых связей.

Каковы же размеры микротрещин в глинистых породах? В литературе

по этому вопросу работ сравнительно мало. Интересные данные приводят

В.В Бахтин и Л.П. Гмид [30]. Они исследовали в шлифах микротрещино-

ватость глинистых пород, слагающих покрышки на нефтегазовых место-

рождениях Азербайджана и Чечено-Ингушетии. В результате анализа

более 700 шлифов было установлено, что глинистые породы характери-

зуют^ значительной трещиноватостью. Микротрещины имеют раскры-

тость от 3 до 25 мкм. Трещинная проницаемость глин колеблется от

0,003 до 0,05 мкм

. Такой же порядок ширины микротрещин дали

Е.С Ромм в 1966 г. и В.М. Смехов в 1968 г.

Ввиду того, >что проницаемость глин очень низкая, распространено

мнение о превалирующей роли трещинной проницаемости глин. В этой

связи во ВСЕГИНГЕО провели эксперименты с целью выяснения влияния

трещин на проницаемость. Для исследований использовали керновый

материал меловых и палеогеновых глин, отобранный на одном из участ-

ков подземного захоронения стоков в Волгоградской области. Глубина

отбора 230—670 м. Для испытаний были изготовлены 4 пары одинаковых

образцов из четырех монолитов плотных аргиллитоподобных глин. На

одном из образцов каждой пары делался вертикальный скол по его оси.

Исследования проводились в условиях постоянных давлений гидрообжи-

ма {Р

= 9,5 МПа) с изменяющимися перепадами напоров (рис. 15,а, б, в)

и с постоянным перепадом давлений (АР = 1 МПа), но при изменяющихся

внешних нагрузках (рис 15, г). В качестве фильтрующейся жидкости

использовалась пресная вода (с = 0,5 r/л), температура экспериментов

комнатная. В опытах с образцами 116, 126 и 136'плоскости трещин не

обрабатывались, в опыте 146 имитировался песчаный заполнитель, для

чего на плоскости сколов наносились присыпки из среднезернистого

кварцевого песка.

При постановке экспериментов предполагалось, что при наличии в

глинах трещин их проницаемость должна резко возрасти. Однако отмеча-

емый эффект влияния трещин на фильтрационные свойства породы не

столь значителен. Так, в опытах с образцами 11 и 13, где отмечено

наи-

большее различие скоростей фильтрации при всех заданных перепадах

напоров, скорости различаются не более чем в 2,4 раза (см. рис. 15,а, в).

В опыте же с образцами 12 скорости фильтрации при нарушенной и нена-

рушенной структуре близки по своим значениям (см. рис. 15, б\.

Результаты опыта на образцах 14 также показывают, что при достиже-

нии давления Р

= 3,4 МПа, соответствующего геостатическому давле-

нию,

абсолютные величины проницаемости различаются в 2,2 раза (см.

рис. 15, а). При этом следует отметить, что в рассматриваемом опыте

в образце с нарушенной структурой по плоскостям трещины наносилась

песчаная присыпка.

см Ic

1,5 3,0

V,5AP,№a

1,5 3,0 %5 5,0

7,5АР,МПа

,!0~

мм1*

1,5 3,0 ¥,5 5,0

7,5АР,та

1 Z 33,*

5Р

,НПа

Рис. 15. Графики зависимости скорости фильтрации от перепадов давления (а, б, в)

и коэффициента проницаемости от давления гидрообжима (г).

Образцы:

1 — 11а, 12а, 13а, 14а без трещины; 2 — 116, 126, 136, 146 с трещиной

Таким образом, при наличии в глинах трещин их проницаемость воз-

растает, но в значительно меньшей мере, чем это предполагалось. Получен-

ные результаты свидетельствуют о том, что не следует преувеличивать

роль мелких трещин в изменении проницаемости глин. В естественных

условиях трещины могут быть затертыми и закольматированными. Вмес-

те с тем следует отметить, что эти выводы являются предварительными

и необходимо продолжать исследования влияния трещиноватости на про-

ницаемость глин в массиве.

ОСНОВНЫЕ ПРЕДСТАВЛЕНИЯ О ДИАГЕНЕТИЧЕСКИХ И КАТАГЕНЕТИЧЕСКИХ

ПРОЦЕССАХ В СВЯЗИ С ФОРМИРОВАНИЕМ ПОРИСТОСТИ И ПРОНИЦАЕМОСТИ

ГЛИНИСТЫХ ПОРОД*

Свойства глин, так же как и других глинистых пород, формируются

в ходе геологической истории в процессах осадочного породообразова-

ния — литогенеза и являются отражением стадийности этого процесса.

Раздал написан Л.Д. Козыревой.

Следовательно, их изучение должно основываться на общих закономер-

ностях «осадочного породообразования.

Современная литология рассматривает осадочные горные породы

как минеральные ассоциации, формирование которых происходило в

течение нескольких этапов и стадий осадочного процесса гипергенеза —

выветривания кристаллических и других пород, образования новых мине-

ралов, обломков пород и минералов, коллоидных и истинных растворов;

седиментогенеза — переноса и отложения материала

—

образования осад-

ка;

диагенеза

—

превращения осадка в осадочную породу; катагенеза

—

начального изменения осадочных пород.

Формирование пористости и проницаемости глин тесно связано с об-

щим процессом литогенеза, являясь одной из его сторон. Для познания

хотя бы общих закономерностей формирования глинистых пород, их

структуры и свойств (в том числе фильтрационных) необходимо раз-

личать: состав исходного материала, породообразующие факторы, об-

становку, в которой действовали породообразующие факторы, процессы,

вызванные действием определенного сочетания факторов и результат

действия этих процессов — сами глинистые породы. Другими словами,

при изучении процессов глинообразования необходим комплексный

подход с учетом большого разнообразия и изменчивости факторов, а так-

же их сложного взаимодействия друг с другом.

При рассмотрении вопроса о формировании пористости и проницае-

мости глинистых пород субаквального происхождения (именно эти

глины являются наиболее распространенными в природе), необходимо

исходить из современных представлений о структуре воды, категориях

поровых вод в глинистых породах и механизме взаимодействия воды с

породой.

Эти понятия тесно связаны с представлениями о глинах как о

структурированных дисперсных системах, в которых дисперсной фазой

являются глинистые частицы, а дисперсионной средой — вода или,

точ-

нее

—

природный раствор. Поэтому изучение формирования глин и после-

довательного изменения характера протекающих в них многообразных

процессов невозможно без привлечения знаний современной физической

и коллоидной химии.

Механизм формирования глинистых пород и основные тенденции

преобразования их свойств в ходе осадочного породообразования на

основе литературных данных может быть представлен следующим об-

разом.

Первоисточником больших масс глинистого вещества являются про-

цессы выветривания. В длительные периоды континентального покоя

создаются мощные коры выветривания в пенеплениэированных облас-

тях суши, что характерно для платформенных регионов. Размыв кор

выветривания и ранее образованных глинистых пород — основной фак-

тор образования глинистых суспензий, поступающих в различные водо-

емы континента, лагунные и морские бассейны, где образуются глинис-

тые осадки. Вследствие огромной удельной поверхности глинистые

кол-

лоидные системы обладают большим запасом энергии, поэтому термоди-

намически неустойчивы. В соответствии со вторым законом термодинами-

ки величина поверхностной энергии стремится к наименьшему значению,

что достигается путем уменьшения поверхности раздела дисперсионной

среды и дисперсной фазы. Это вызывает перевод системы в новое состо-

яние,

при котором глинистые частицы коагулируют, объединяясь под

воздействием молекулярных сил в агрегаты. В результате коагуляции

может иметь место либо осаждение хлопьевидного осадка, состоящего

из массы слабосвязанных между собой агрегатов скоагулированных час-

тиц, беспорядочно ориентированных в пространстве, либо образование

единого структурного каркаса — сплошной структурной сетки, которая

представляет собой как бы единый агрегат и является продуктом струк-

турной коагуляции, протекающей во всем объеме системы. Таким об-

разом,

происходит формирование коагуляционного типа структуры в

глинистом осадке. Основное воздействие в направлении снижения агре-

гативной устойчивости оказывают разнообразные электролиты, снижаю-

щие электрокинетический потенциал на границе раздела твердой и жид-

кой фаз. При смешении морских и речных вод под действием электроли-

тов происходит коагуляция глинисто-коллоидных суспензий. Однако

она не всегда доходит до конца в прибрежной части моря. Причинами

этого могут быть, например, недостаточная концентрация глинистой

суспензии, медленность смешения пресных и более плотных соленых вод,

наличие защитных коллоидов. Вследствие этого в прибрежной части морей

оседает только часть выносимого реками глинистого материала, так назы-

ваемые "осадки первой коагуляции". Для них характерен неоднородный

гранулометрический состав. Прибрежные илы по сравнению с глубоко-

водными имеют более рыхлую структуру, отличаются высокой влаж-

ностью и малой потностью, содержат примерь более грубого материала.

В глубоководной части моря в глинистом осадке коагуляционная струк-

тура будет однородной и гораздо более плотной, чем в прибрежной части

моря.

В случае наличия структурированных адсорбционных слоев лиофиль-

ных защитных коллоидов (например, органического вещества или по-

верхностноактивных молекулярных органических соединений гумино-

вых кислот, повышающих вязкость диффузионного слоя) может быть

достигнута устойчивая стабилизация частиц даже в концентрированных

дисперсных системах. Агрегативная устойчивость частиц осадка, ослаб-

ляя молекулярные Ван-дер-Ваальсовы силы сцепления между ними, делает

возможным образование раздельно-частичного, параллельного плоскости

напластования, компактного сложения частиц осадка. Таким образом,

формируется особый тип структуры — стабилизационный. Образование

такого рода структуры в глинистых осадках* происходит также при усло-

вии незначительного присутствия электролитов в дисперсионной среде.

В природе это бывает в пресноводных бассейнах. В этом случае форми-

рование стабилизационной структуры происходит вследствие устойчивой

стабилизации глинистых и коллоидных частиц развитыми адсорбционны-

ми и диффузными слоями.

Характер первоначального строения глинистого осадка, кроме выше